UNIVERSITA DEGLI STUDI DI GENOVA

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1 UNIVERSITA DEGLI STUDI DI GENOVA Facoltà di Scienze Matematiche, Fisiche e Naturali Dipartimento per lo Studio del Territorio e delle sue Risorse Corso di Laurea in Scienze Geologiche Tesi di Laurea Studio geomorfologico dei terrazzi fluviali quaternari della Valle Bormida di Millesimo e di Spigno in prossimità della loro confluenza attraverso la fotointerpretazione e modellazione digitali del territorio. Relatori: - Prof. Mauro Piccazzo - Geol. Luciano Amandola Correlatore: - Prof. Michele Piazza Candidato: Strippoli Mariano Genova, lì 20 febbraio 2001 Anno Accademico

2 prossimità della loro confluenza attraverso la fotointerpretazione e modellazione digitali del territorio. INDICE 1 - INTRODUZIONE: 1.1 SCOPO DELLA TESI INQUADRAMENTO GEOGRAFICO: 2.1 GENERALITA : INQUADRAMENTO GEOLOGICO: 3.1 IL BACINO TERZIARIO PIEMONTESE Formazioni presenti nell area esaminata ORDINAMENTO CRONOLOGICO DEI TERRAZZI FLUVIALI INQUADRAMENTO GEOMORFOLOGICO: 4.1 GEOMORFOLOGIA DEL QUATERNARIO DEI TERRAZZI FLUVIALI GEOMORFOLOGIA DELLA VALLE BORMIDA Il bacino della Bormida di Millesimo Il bacino della Bormida di Spigno MODALITA DI STUDIO: 5.1 GENERALITA INTERPRETAZIONE DELLE FOTO AEREE RILIEVI DI CAMPAGNA RESTITUZIONE GRAFICA DEGLI ELABORATI ASPETTI GEOMORFOLOGICI ANALIZZATI 6.1 TERRAZZI FLUVIALI Generalità Bormida di Millesimo Bormida di Spigno..95 I

3 prossimità della loro confluenza attraverso la fotointerpretazione e modellazione digitali del territorio. 6.2 INTERPRETAZIONE DELLE SELLE D EROSIONE RITROVATE DEFINIZIONE SOMMARIA DI ALCUNI CARATTERI GEOMORFOLOGICI Zone di esondazione Allineamenti morfologici Frane CONCLUSIONI 111 BIBLIOGRAFIA ALLEGATI: TAV. 1 - Carta Geomorfologica e Sezioni Geologiche - Scala 1: TAV. 2 - Profili Topografici - Scala 1: II

4 1 - INTRODUZIONE: 1.1 SCOPO DELLA TESI: Lo Scopo della Tesi è quello di studiare ed analizzare l evoluzione geomorfologica dei terrazzi fluviali quaternari presenti alla confluenza delle Valli Bormida di Millesimo e Spigno, nelle province di Alessandria e Asti. Lo studio si prefigge di individuare, descrivere e possibilmente collocare in un determinato tempo i terrazzi fluviali e gli eventi ad essi connessi, come ad esempio la formazione di selle d erosione fluviale, che consentano di ipotizzarne una loro evoluzione. Inoltre verranno cartografati, tramite lo studio aerofotogrammetrico, i limiti di esondazione delle Bormide riferiti all evento alluvionale del 5 6 novembre 1994 unitamente alle zone di maggior dissesto presenti sul territorio esaminato. 1

5 2 - INQUADRAMENTO GEOGRAFICO: 2.1 GENERALITA : L area geografica considerata è situata nelle province di Alessandria e Asti (Piemonte). Fig. 1 - Localizzazione dell area studiata. La zona si estende su una superficie di circa 120 km 2 e ricade nelle tavolette dell IGM in scala 1:25000 di Bubbio e Bistagno, per il foglio 81 della Carta d Italia, Canelli e Calamandrana, per il foglio 69 della Carta d Italia. 2

6 Geograficamente l area esaminata è compresa tra le latitudini N e N e tra le longitudini 8 12 E e 8 22 E. Facendo riferimento alle coordinate Gauss Boaga, utilizzate per l elaborazione della Carta geomorfologica, la zona rimane compresa tra le coordinate di m N e m N e tra m E e m E. L area presa in esame ha una morfologia prevalentemente collinare e si sviluppa con quote che oscillano tra i 163 m s.l.m., alla confluenza della Bormida di Millesimo con quella di Spigno, e i m s.l.m. delle langhe mediamente più elevate. I Comuni che rientrano nell area oggetto di studio sono, a partire da Ovest: Vesime, Cessole, Loazzolo, Bubbio, Monastero, Sessame, Bistagno (marginalmente) e Ponti. 3

7 3 - INQUADRAMENTO GEOLOGICO: 3.1 Il Bacino Terziario Piemontese: Il Bacino Terziario Ligure Piemontese è collocato all interno della catena alpina e risulta delimitato a sud e ad ovest dall arco delle Alpi occidentali ed a settentrione dall estremità nord - occidentale dell Appennino. Fig. 2 - Il Bacino Terziario Ligure Piemontese (da Gelati & altri, 1993). Si tratta di un area emersa nell Eocene medio, a seguito della collisione tra la placca europea e la microplacca Adria, e formata da un impilamento di unità alloctone costituite da corpi rocciosi riferibili sia al margine paleoeuropeo sia al paleo oceano ligure piemontese che prima subdotto e successivamente riesumato costituisce le attuali rocce metaofiolitiche del Gruppo di Voltri (metabasiti, serpentiniti e calcescisti sono affioranti a Spigno Monferrato e nella Valle Erro dopo Cartosio). 4

8 Tali unità costituiscono nel loro insieme un edificio strutturale che, dall Eocene superiore, tende a sovrapporsi alla microplacca Adria in corrispondenza di una superficie di scorrimento attualmente immersa a sud in corrispondenza dei thrusts, ancora attivi, del Monferrato (fig. 3). Fig. 3 - Profilo schematico, non in scala, dalle Langhe al Basso Monferrato durante il Serravalliano (da Gelati & Gnaccolini, 1988). Il movimento relativo lungo tale superficie controllerà l individuazione e l evoluzione delle aree episuturali, sul dorso delle unità alloctone, e dell antistante avanfossa, sviluppata sulla microplacca Adria (Gelati Gnaccolini, 1988). Sulle aree episuturali nell Eocene superiore si realizza una rapida trasgressione documentata dai depositi pelitici emipelagici poggianti essenzialmente su un substrato di tipo ligure nei settori settentrionale e nord orientale (sequenza I) (Gelati & Gnaccolini, 1988) (fig. 4). Fig. 4 (da Gelati & Gnaccolini, 1988). 5

9 Con l Oligocene inferiore si vanno delineando su tutto l orogene appenninico un bacino di sedimentazione del quale si hanno le testimonianze più occidentali con le Arenarie di Ranzano (sequenza II, parte inferiore) (Gelati & Gnaccolini, 1988). A partire dall Oligocene medio o superiore si ha la deposizione di una successione arenaceo conglomeratica continentale (Formazione di Molare) riferibile ad un ambiente di conoide alluvionale (Gnaccolini, 1981). Con l Oligocene superiore il bacino si estende verso sud interessando Langhe ed Alto Monferrato. Il fenomeno è controllato da una subsidenza generalizzata che innesca una rapida trasgressione (sequenza II, parte superiore) (Gelati & Gnaccolini, 1988). Nella parte alta dell Oligocene superiore inizia quasi ovunque la sedimentazione torbiditica con la deposizione delle formazioni che affiorano nell area oggetto di studio. Nelle Langhe, la deposizione inizia con un unità caratterizzata da un alternanza più o meno regolare di livelli quasi esclusivamente arenaceo sabbiosi con livelli costituiti da ritmiche successioni di strati o banchi marnosi e sottili strati arenacei (Formazione di Serole) (Gnaccolini, 1968). Tenendo conto delle datazioni di Gelati (1967) è possibile distinguere, alla base del Miocene, due aree in cui sono prevalsi diversi tipi di sedimentazione: un area nord orientale, a sedimentazione prevalentemente normale, in ambiente da litorale a epineritico (dintorni di Monbaldone), ed un area più vasta, sud occidentale, caratterizzata invece da fenomeni di risedimentazione di carattere molto prossimale. Da quanto osservato risulta che dopo l inizio del Miocene il ruolo delle correnti di torbidità, già importante nella maggior parte della regione fin dalla base del Miocene, si afferma ovunque nelle Langhe (Gnaccolini, 1968). Facendo riferimento allo schema della fig. 5, si può tentare la ricostruzione dei principali fenomeni sedimentari avvenuti nel bacino in esame durante il Miocene. 6

10 Fig. 5 - Il Miocene inferiore e medio nelle Langhe (da Gelati, 1967). Nell Aquitaniano (fig. 6) la porzione nord orientale delle Langhe viene ad essere ampiamente interessata da una sedimentazione ad opera di correnti di torbidità (Formazione di Serole, marnoso arenacea; parte inferiore della Formazione di Cortemilia, arenaceo marnosa) (sequenza III) provenienti da ovest. La sedimentazione ad opera di tali correnti, unitamente alla normale sedimentazione di mare aperto, ha provocato il formarsi di depositi costituiti da un alternanza ritmica di strati arenacei e marnosi, dapprima con prevalenza delle marne, in seguito con spessori degli strati arenacei e marnosi praticamente identici. Nelle Langhe sud occidentali invece l Aquitaniano è rappresentato dalla sola Formazione di Serole (Formazione di Montezemolo), qui più potente e con frequenti intercalazioni arenaceo sabbiose. La provenienza delle paleocorrenti varia in genere da sud ovest a sud e i diversi processi di sedimentazione hanno provocato la deposizione di livelli torbiditici essenzialmente sabbiosi, nettamente più prossimali di quelli osservabili nei sedimenti delle Langhe nord orientali, alternati con livelli prevalentemente marnosi o arenaceo marnosi simili a quelli della porzione nord orientale delle Langhe, dovuti probabilmente ad un succedersi di 7

11 episodi a sedimentazione da correnti di torbidità ed a sedimentazione normale (Gnaccolini, 1968). Fig. 6 - Le Langhe durante l Aquitaniano. In grigio: area a sedimentazione sabbioso marnosa; a punti: area caratterizzata da un alternanza di episodi a sedimentazione marnoso sabbiosa ed a sedimentazione prevalentemente sabbiosa. Le frecce indicano la direzione ed il verso delle correnti di torbidità. Nel Burdigaliano (fig. 7) terminano, o almeno vengono molto a ridursi, nella porzione sud occidentale delle Langhe, gli episodi torbiditici. Qui infatti il Burdigaliano è rappresentato dalla Marna di Paroldo (Gelati, 1967), prevalentemente di sedimentazione marina normale. Nelle Langhe nord orientali invece continua la sedimentazione ad opera delle correnti di torbidità (Gnaccolini, 1967): i sedimenti deposti (Formazione di Cortemilia) presentano le caratteristiche già descritte, compresa la provenienza da ovest. 8

12 Fig. 7 - Burdigaliano. In grigio: area a sedimentazione sabbioso - marnosa; a trattini: area a sedimentazione marnosa; le frecce indicano la direzione e il verso delle correnti di torbidità (da Gnaccolini, 1968). Con l inizio del Langhiano (fig. 8) nella maggior parte dell area in esame si assiste ad un aumento degli apporti torbiditici e, contemporaneamente, ad un cambiamento nella direzione delle paleocorrenti: non più da ovest, ma, almeno in linea generale, da sud ovest. Così le Marne di Paroldo vengono sostituite dai depositi arenaceo marnosi della Formazione di Murazzano e, localmente, dai sedimenti prevalentemente sabbiosi della Formazione di Cassinasco (sequenza IV), mentre la Formazione di Cortemilia, arenaceo sabbiosa, viene sostituita dai depositi prevalentemente sabbiosi della Formazione di Cassinasco, e più a nord, dalla Formazione di Cessole (Gnaccolini, 1968). Questi fenomeni, legati al sollevamento di aree più vicine e situate immediatamente a sud ovest della regione in esame, non toccano però la estremità nord orientale delle Langhe (Gnaccolini, 1967), dove anzi si assiste al regredire degli apporti torbiditici rispetto all Aquitaniano ed allo stabilirsi di una sedimentazione in gran parte normale, 9

13 marnosa Formazione di Cessole), di mare aperto, solo saltuariamente intervallata da episodi torbiditici (Gnaccolini, 1960). Fig. 8 - Langhiano: A trattini: area a sedimentazione prevalentemente marnosa, con saltuarie intercalazioni sabbiose; a punti: area a sedimentazione prevalentemente sabbiosa; in grigio: area a sedimentazione sabbioso marnosa. Le frecce indicano la direzione ed il verso delle correnti di torbidità. Successivamente, durante il Serravalliano (fig. 9), nella parte sud occidentale della regione si ritorna a depositi costituiti da una ritmica alternanza di marne ed arenarie, con prevalenza in genere delle marne (Formazione di Lequio; Gelati, 1967), dovuti in parte a sedimentazione normale, in parte a sedimentazione da correnti di torbidità con direzioni di provenienza delle paleocorrenti non facilmente misurabili, probabilmente da ovest. L area di deposito delle sabbie della Formazione di Cassinasco, durante il Serravalliano, si sposta nelle Langhe nord orientali. Tali sabbie, deposte ad opera di correnti di torbidità, mantengono gli stessi caratteri presenti durante il Langhiano (provenienza delle paleocorrenti prevalentemente da sud ovest, talora anche da ovest) (Gnaccolini, 1968). Fig. 9 Serravalliano. A punti: area a sedimentazione prevalentemente sabbiosa; in grigio: area a sedimentazione marnoso sabbiosa. Le frecce indicano la direzione ed il verso delle correnti di torbidità (da Gnaccolini, 1968). 10

14 In generale si può suddividere l evoluzione geodinamica del BTP in due fasi: la prima durante la quale la sedimentazione è ancora influenzata da eventi tettonici alpini (Eocene superiore Oligocene inferiore), la seconda in cui tutto il BTP si comporta in modo pressoché solidale con il suo substrato, reagendo come un blocco unico all apertura dello sfenocasma ligure connesso con la rotazione del blocco Sardo Corso e alla fase appenninica principale (Oligocene superiore Pliocene). A seguito dei movimenti collegati alla rotazione del blocco Sardo Corso, in corrispondenza del Monferrato, la placca insubrica ha cominciato a scorrere rispetto al margine interno delle Alpi già corrugate. Questo movimento ha causato, a partire dall Oligocene superiore, la formazione della struttura a thrusts sovrapposti che costituisce il Monferrato (Pieri & Groppi, 1981). Contemporaneamente ai fenomeni di sottoscorrimento presenti nel Monferrato, nella zona delle Langhe si determina un regime distensivo, particolarmente intenso nell Oligocene superiore e nel Miocene inferiore (Gelati & Gnaccolini, 1980). Il significato geodinamico di tali eventi è collegabile, secondo questi Autori, al generale collasso del Bacino Terziario Piemontese avvenuto in risposta all instaurarsi di un regime compressivo nel settore più settentrionale (area Monferrato). Detto sottoscorrimento può aver portato ad un innalzamento dei settori meridionali del BTP, e particolarmente di quell area che attualmente costituisce le Alpi Liguri, con conseguente smembramento, oltre che del substrato, anche dei complessi sedimentari depositatisi durante la trasgressione oligocenica. Questo innalzamento porta alla deposizione di facies emipelagiche e torbiditiche legate alle fasi distensive che lo accompagnano (Gelati & Gnaccolini, 1988). Quindi, il Bacino Terziario Piemontese e quello del Monferrato, dalla fine dell Oligocene risultano interessati da importanti deformazioni del substrato parzialmente legate all apertura dello sfenocasma ligure connesso con la rotazione antioraria del blocco Corso Sardo (Giammarino,1984). 11

15 Mentre a sud viene ad aprirsi il Mar Ligure, a nord il substrato (e quindi lo stesso BTP) risultava interrotto da una linea attiva, lungo la quale si aveva il sottoscorrimento della crosta insubro lombarda (Gelati & Gnaccolini, 1982) (fig.3 pag.5) Formazioni presenti nell area esaminata: Il rilevamento effettuato per lo studio dei terrazzi fluviali si è svolto in un area nella quale affiorano in prevalenza litotipi a carattere arenaceo e marnoso. Questi litotipi fanno parte, con distribuzioni e spessori diversi, delle Formazioni di Cortemilia, Cessole e Cassinasco (fig. 5 pag. 7). La Formazione di Cortemilia, che può essere comparata alla Formazione di Cremolino, si è depositata durante l intervallo Aquitaniano Langhiano ( Ma) ed è caratterizzata essenzialmente da arenarie e marne in sequenze ritmicamente ripetute solitamente in strati di uguale potenza. L arenaria è grigia, grigio bruna o rossiccia in superficie, con resti vegetali, spesso gradata e a laminazione parallela, più difficilmente ondulata, in strati di cm con alla base docce di erosione, impronte di carico e macrofossili (lamellibranchi e gasteropodi). La marna è grigia, grigio azzurra o grigio verdastra, grigio chiara in superficie, in orizzonti di spessore solitamente inferiore a 30 cm. Tra arenarie e marne si osserva spesso un passaggio graduale attraverso termini siltosi e marnoso siltosi. Banchi sabbiosi grigio giallastri si intercalano soprattutto nella parte superiore (Gelati & Gnaccolini, 1990). La Formazione di Cortemilia si sviluppa a tetto della Formazione di Monesiglio ed è stratigraficamente sottostante alle Formazioni di Cessole e Cassinasco. Nell area esaminata si trova prevalentemente sulla sponda destra della Bormida di Millesimo, tranne nel tratto compreso tra Cessole e Monastero Bormida dove prevale la Formazione di Cessole, e nella parte attraversata dalla Bormida di Spigno. La Formazione di Cessole (o Marne di Cessole) si è depositata durante il Langhiano ( Ma) ed è rappresentata da marne compatte sabbioso siltose e marne argillose grigio 12

16 bluastre, biancastre in superficie. Alla base della Formazione, alle marne si intercalano strati calcareo marnosi e arenacei grigio giallastri con spessori medio - sottili. Nella parte superiore si osservano delle intercalazioni di strati di arenarie grigio giallastre medio grossolane debolmente cementate e di calcari bioclastici, che diventano più frequenti alla sommità. La Formazione di Cessole corrisponde all instaurarsi nella parte nord orientale delle Langhe di una sedimentazione in gran parte normale, marnosa, di mare aperto, interrotta saltuariamente da episodi torbiditici (Gelati & Gnaccolini, 1990). E sovrapposta alla Formazione di Cortemilia e soggiace alla parte più elevata della Formazione di Cassinasco. Nell area esaminata la si trova quasi esclusivamente sulla sinistra idrografica della Bormida di Millesimo, da prima di Cessole fino a Bistagno, e nella sponda di destra tra Cessole e Monastero Bormida. La Formazione di Cassinasco risale al Serravalliano ( Ma) ed è costituita da orizzonti di cm di sabbia grigio giallastra talora gradati; si alternano arenarie grigie in strati medio sottili o in lenti e noduli all interno dei banchi sabbiosi e subordinatamente marne, marne argilloso sabbiose in livelli di solito discontinui al massimo di cm (Gelati & Gnaccolini, 1990). La Formazione di Cassinasco, a differenza di quelle descritte in precedenza, non la troviamo affiorante in prossimità dell alveo fluviale ma a quote più elevate ed esattamente nella parte più a Nord nella zona di spartiacque tra la Bormida di Millesimo e il Belbo comprendendo il concentrico di Sessame e le zone a monte dei comuni posti sulla sinistra idrografica della Bormida di Millesimo. 3.2 ORDINAMENTO CRONOLOGICO DEI TERRAZZI FLUVIALI DEL QUATERNARIO: Per ordinare cronologicamente i terrazzi fluviali del Quaternario nella maniera più chiara possibile occorre accennare ad alcuni aspetti generali, che verranno trattati in 13

17 maniera più approfondita in seguito, utili per descrivere l evoluzione nel tempo dei diversi terrazzi fluviali. I fattori che portano alla formazione dei terrazzi fluviali sono molteplici ma quelli più importanti sono legati all evoluzione del corso d acqua. In alcune zone, come la catena alpina, assumono una notevole importanza i caratteri evolutivi legati alla presenza dei ghiacciai con diversi processi erosivi e sedimentari. Quest ultimo aspetto non viene trattato in quanto nella zona esaminata non sono state trovate tracce che testimoniassero un importante azione modellatrice o deposizionale legata a nessuna delle glaciazioni avvenute nel Quaternario. Questa osservazione trova parziale conferma in un lavoro sul glacialismo piemontese realizzato da Sacco nel 1938 il quale affermava che nella Val Bormida (di Millesimo e di Spigno) i ghiacciai ed i glacio - nevati, data la poca altitudine dei relativi bacini, furono di poca importanza anche nel Pleistocene e lasciarono quindi solo pochi residui, non sempre ben distinguibili dai detriti di falda e di frana; qualcosa però di apparenza morenica si può notare nei valloni che scendono dal Gruppo del Monte Settepani che, però, si trova in Liguria, sopra Finale Ligure, ad una quota di 1386 m. in prossimità del Melogno, alle sorgenti della Bormida di Pallare che più a nord, alla confluenza con il fiume Bormida di Mallare, in prossimità di San Giuseppe di Cairo, da origine alla Bormida di Spigno e solo nella sua parte finale a molti km di distanza ed a quote molto inferiori (163 m) diventa oggetto di studio. L azione fluviale risulta dunque essere il fattore più importante, basti pensare che il lavoro di escavazione delle acque correnti non è subordinato ad altro se non alla presenza di una zona in pendio sulla quale possano incominciare a scorrere le acque fluviali richiamate da un livello di base posto più in basso scavando un solco che si approfondisce fino a raggiungere il suo profilo di equilibrio. In teoria, si verrebbe così a formare una forra a pareti strette, data l azione di erosione solo lungo una linea; interviene però anche l azione di modellamento dei versanti da parte degli agenti esterni di dilavamento, e le pareti a poco a poco retrocedono, ma non rimanendo verticali, bensì oblique rispetto alla zona di fondovalle; infatti le parti superiori di esse, che per maggior tempo sono state sottoposte al modellamento, alla fine di un certo periodo di tempo sono arretrate maggiormente che non le parti inferiori; si ha così come risultato finale la presenza di fianchi di valle a pendio più o meno inclinato a seconda della maggiore o minore compattezza della roccia 14

18 sulla quale essi sono incisi, oppure, come nel caso dell area esaminata (Langhe), a seconda della giacitura degli strati. Quando l azione di approfondimento del solco principale ha raggiunto il suo massimo, continuano quelli, già del resto iniziati, delle valli secondarie ed il modellamento dei versanti fino a che, nell insieme del paesaggio appartenente ad un dato bacino fluviale, si arriva alla costituzione di forme senili. Nel solco principale, e poi di conseguenza nei solchi affluenti, si deposita intanto, per la diminuita forza di trasporto delle acque, tutto il materiale che viene trasportato dalle parti più elevate del bacino, e si viene a costituire una pianura alluvionale sulla quale il fiume divaga in meandri, perché i materiali deposti contribuiscono a rendere ancora più lento il deflusso. Se consideriamo che il livello di base (in generale si fa riferimento alla superficie del mare) dell intero bacino si innalza, la deposizione di alluvioni aumenta in rapporto alla diminuita capacità di trasporto (e cioè minore velocità del corso d acqua), solo se la quantità di queste alluvioni è sufficiente a tener testa al sollevamento di detto sistema di base; altrimenti si avrà una vera e propria trasgressione marina e la parte terminale della valle sarà occupata da un ambiente marino, o salmastro o lagunare a seconda della rapidità o dei vari movimenti dei fenomeni. Questo, naturalmente, avviene se il bacino ha sbocco in mare. Qualora invece il livello di base si abbassi, qualunque ne sia la ragione, prima che un ciclo di erosione fluviale sia compiuto, ricomincia l opera di erosione risaliente e le alluvioni già deposte sono incise e terrazzate. La sovrapposizione di più cicli incompleti di erosione (epicicli) porterà alla formazione di una valle nella quale si riscontreranno tracce di molteplici piani terrazzati per quanti saranno stati gli epicicli (Villa, 1941). Occorre ricordare il principio generale che nelle valli fluviali la formazione di un piano alluvionale è dovuto a stasi o a sollevamento del livello di base, e la formazione di un gradino di terrazzo ad un abbassamento di esso. Questi movimenti del livello di base sono dovuti a due fattori diversi che possono però coesistere e quindi sommarsi o bilanciarsi a seconda di come sono accoppiati: i movimenti di innalzamento o abbassamento delle terre emerse, e le oscillazioni eustatiche del livello marino. Un abbassamento dovuto a eventi tettonici avrà lo stesso effetto di un sollevamento eustatico del mare, e cioè un innalzamento del livello di base; il contrario 15

19 avverrà per i fenomeni opposti; come già detto, gli uni e gli altri fenomeni, se coesistenti, possono sommarsi negli effetti o controbilanciarsi. Accettando l ipotesi delle variazioni eustatiche del livello marino corrispondenti alle oscillazioni glaciali (De Marchi, 1922) (Blanch, 1937), si può giungere alla conclusione che ad ogni periodo glaciale corrisponde un azione di erosione nell interno di ogni bacino fluviale e fluvio - glaciale e che ad ogni periodo interglaciale corrisponde viceversa, per l innalzamento del livello marino in seguito alla fusione dei ghiacciai, un azione di deposito. Dato però che i vari livelli di terrazzi nell interno di ogni valle si trovano scaglionati nei versanti dall alto verso il basso, a cominciare dai più antichi fino ai più recenti, e dato che questi, secondo l ipotesi appena citata, devono corrispondere ad una oscillazione eustatica positiva, come vi corrispondevano i più alti, è evidente che si deve avverare uno dei due casi seguenti: o i vari e successivi ritorni positivi del livello marino sono stati man mano più ridotti dei precedenti, o sono avvenuti contemporaneamente anche sollevamenti delle terre emerse. E siccome un sollevamento di terre avvenuto durante i periodi interglaciali (forse per movimenti isostatici) avrebbe controbilanciato il fenomeno opposto del sollevamento eustatico, per lo meno in una certa misura, è probabile che bisogna porre tale sollevamento durante i periodi glaciali; l effetto di tale fenomeno si somma così all abbassamento eustatico del livello marino, si potrebbero quindi spiegare le incisioni compiute anche per qualche centinaio di metri nelle alluvioni del primo livello di terrazzi quaternari (Villa, 1941). Le fasi attraversate dalle valli fluviali (Villa, 1941) si possono ricostruire (schemi pagg. 20, 21, 22 e schema cronologico del Quaternario pag. 23) nella maniera seguente: Un primo massimo nell approfondimento dei solchi è raggiunto durante l Emiliano, con il glaciale Gunz, quando termina la prima fase del sollevamento postpliocenico che ormai è stato riconosciuto quasi generale (eccetto poche regioni) sia per le Alpi e gli Appennini in Italia, sia per le zone costiere del Mediterraneo (fig. A pag. 20). A tale periodo corrisponde la linea di riva di 120 metri. 16

20 Durante il Siciliano si ha poi in tale bacino una prima trasgressione marina dovuta o a scioglimento dei ghiacciai gunziani (secondo la teoria del controllo glaciale delle variazioni eustatiche del livello marino), accettando la glaciazione Gunz, oppure ad abbassamento epirogenetico delle terre già emerse; qualunque sia stata la causa del fenomeno, il risultato fu necessariamente la formazione di depositi discordanti su quelli soggiacenti pliocenici e di spessore crescente parallelamente al ritorno positivo del livello marino. Nei riguardi della morfologia fluviale si ha in tale lasso di tempo il modellamento di un primo fondovalle. Come conseguenza della trasgressione siciliana si ebbe appunto la deposizione di una prima pianura alluvionale dovuta al sollevamento del livello di base (fig. B pag. 20), in rapporto al quale, per la diminuita pendenza del profilo della valle si ebbe sovralluvionamento lungo l asse del bacino e sedimentazione anche di una pianura collegata intimamente ai depositi marini del Siciliano. A questa prima trasgressione, sempre durante il Siciliano segue una regressione dovuta all abbassamento eustatico determinato a causa della glaciazione Mindel. Anche ora si ha un fondovalle che trovandosi a quota inferiore a quello precedente dimostra che nel frattempo si sono avuti movimenti di sollevamento delle terre (fig. C pag. 20). Alla fine dello stesso periodo si ha ancora una trasgressione dovuta all innalzamento eustatico determinatosi durante l interglaciale Mindel - Riss, e quindi la formazione di nuovi depositi marini, di una nuova pianura costiera e di un altra alluvionale (fig. D pag. 21), le quali saranno successivamente terrazzate durante la regressione pretirreniana, quando si raggiunge per la terza volta un massimo nell approfondimento dei solchi fluviali (fig. E pag. 21); il fondovalle si trova anche ora a quota inferiore rispetto a quelli precedenti; nuovamente quindi bisogna invocare un altra azione di sollevamento epirogenetico avvenuta nel frattempo. Tale sollevamento può anche spiegare il fenomeno delle glaciazioni avvenute nelle zone alpine. Secondo alcuni autori infatti i terreni sollevatisi raggiungevano e superavano con l altezza delle loro cime i limiti delle nevi permanenti e producevano così la formazione, la conservazione delle nevi e quindi dei ghiacciai. 17

21 Durante il Tirreniano, caratterizzato dallo scioglimento dei ghiacciai rissiani, e quindi da un sollevamento del livello marino, si ha la formazione di un terzo livello di sedimentazione discordante sulle precedenti (fig. F pag. 21); nel post - tirreniano, durante la glaciazione würmiana, una nuova oscillazione eustatica negativa, che secondo De Marchi (1922) ha fatto abbassare il livello marino di circa 100 metri mettendo allo scoperto tutto l Adriatico settentrionale, fa si che venga inciso un terzo gradino (fig. G pag. 22). In seguito la trasgressione Flandriana, causata dallo scioglimento dei ghiacciai würmiani, produce la formazione di una quarta pianura alluvionale (fig. H pag. 22) e dell attuale pianura costiera. I depositi alluvionali furono in seguito solcati per pochissimi metri durante le successive azioni di riassetto della rete fluviale e quelli costieri rimasero leggermente superiori all attuale linea di battente, sembra per una minima recentissima regressione. Poiché questi nuovi livelli di depositi hanno quasi raggiunto l altezza dei precedenti, non rimanendone inferiori che per pochissimi metri, si può affermare che nel Flandriano e nel post - Flandriano (o attuale in senso lato), non sono intervenuti movimenti di sollevamento delle terre emerse, o che per lo meno questi sono stati di minima entità. 18

22 4 - INQUADRAMENTO GEOMORFOLOGICO: 4.1 GEOMORFOLOGIA DEL QUATERNARIO DEI TERRAZZI FLUVIALI: Per descrivere la geomorfologia dei terrazzi fluviali del Quaternario occorre prendere in esame una notevole serie di fattori: depositi marini, depositi fluviali, morfologia delle valli (quale risultato delle azioni erosive), depositi glaciali e geomorfologia glaciale, clima e glaciazioni, faune e flore, relitti di industrie umane. La maggior parte di questi fattori sono correlabili tra loro in modo diretto, per esempio, in linea teorica, si può affermare che all interno delle valli fluviali, ai terrazzi marini, ne corrispondano altrettanti fluviali (Villa, 1941). Come è naturale, ad ogni innalzamento del livello di base corrisponde un alluvionamento nella valle fluviale, ed anzi un sovralluvionamento nella parte più bassa di essa; così ad ogni formazione di conglomerato di base ne corrisponde una di pianura costiera ed una di pianura alluvionale, le quali durante le regressioni successive saranno solcate e separate da un salto da quelle che si formeranno in seguito durante un altra trasgressione. Teoricamente si verrebbero così a formare e costituire quattro ordini di terrazzi (Antichi, Medi, Recenti e Attuali) lungo tutto l asse di una valle. Tale condizione però non si verifica che raramente, perché le antiche pianure alluvionali, rimaste sollevate sul fondovalle attuale, sono state smembrate in vari lembi residui dalle successive azioni di erosione fluviale, se non addirittura totalmente asportate. Nell area studiata, come sarà specificato più avanti, i terrazzi fluviali sono stati conservati abbastanza bene sul versante sinistro della Bormida di Millesimo. Varie sono perciò le difficoltà per poter compiere lo studio dei sistemi di terrazzi di un dato bacino fluviale, perché lungo l asse di una valle i vari lembi non conservano una costante altezza, variando invece da luogo a luogo per diverse cause; tra le principali: il differente spessore dei sedimenti da una zona all altra e la differente entità del sollevamento da regione a regione. Altra notevole difficoltà per l interpretazione dei livelli di terrazzi si ha quando esiste una sovrapposizione parziale o totale, per scarsa 24

23 erosione, del livello precedente e per forte riempimento successivo; in tal caso, spesse volte, non giova neppure il criterio litologico perché, come quasi sempre succede, la natura dei sedimenti è molto simile da un livello all altro (anche per i rimaneggiamenti); potrebbero eventualmente agevolare la ricerca e lo studio di utensili preistorici, del grado di alterazione superficiale e dell andamento dei vari livelli in senso longitudinale. A tal proposito è bene ricordare che nei riguardi dei terrazzi fluviali la discordanza dei vari depositi è solo apparente, non potendo definirsi tale perché non si tratta di un fatto stratigrafico; i depositi infatti sono disposti in maniera scalare su di una stessa linea di pendio e non sulla stessa verticale; invece rientrano nel caso di discordanza reale le sovrapposizioni di cui si è fatto cenno, essendo i depositi più recenti discordanti stratigraficamente su quelli più antichi sottoposti. Altro elemento di cui bisogna tenere conto è il fatto che il valore della variazione del livello di base, causa prima della formazione dei terrazzi, non corrisponde lungo la valle alla differenza tra due livelli di erosione o sedimentazione, ma si va attenuando da mare verso monte, riducendosi a zero quando si ha discontinuità nel profilo del fondovalle, come ad esempio presso un ostacolo in roccia che produca rapide o cascate. Quando poi alla variazione del livello di base si aggiungano movimenti di sollevamento nell interno del bacino tali valori cambiano notevolmente da zona a zona rendendo sempre più difficoltosa l indagine. 4.2 GEOMORFOLOGIA DELLA VALLE BORMIDA: Il fiume Bormida, alla sua foce nel Tanaro presso Alessandria, sottende un bacino imbrifero di circa 2610 km 2 che si estende dall Appennino savonese alla Langa astigiana, dall entroterra di Genova alla pianura. La forma del bacino è a ventaglio alquanto asimmetrico, con asse principale diretto a NE. Esso comprende, oltre alla valle Bormida propriamente detta, le valli principali Erro, Orba, Stura e Lemme (fig. 10). La testata del bacino è delimitata da una linea di cresta che si allunga, secondo una direttrice SW-NE, per una quarantina di km lungo lo spartiacque tirrenico, con altitudine spesso superiore ai 1000 m, raggiungendo le massime elevazioni al M. Beigua (1287 m) e al M. Carmo (

24 m). un altra linea di cresta si profila, a partire dal Savonese, da sud a nord, separando il bacino del fiume Bormida da quello del Tanaro e, successivamente dal Belbo. Fig Schema idrografico del bacino del fiume Bormida (da Tropeano, 1989). 26

25 La Bormida e i suoi affluenti drenano quindi un sistema molto complesso di rilievi che trova riscontro nella geolitologia di base, ove praticamente tutte le rocce delle Alpi liguri e i terreni del complesso sedimentario post-orogeno sono rappresentate in varia misura, dalle intrusive effusive alle metamorfiche, dalle carbonatiche mesozoiche alla serie terziaria, fino ai depositi quaternari. I depositi quaternari, di notevole potenza ed estensione nella pianura alessandrina, sono presenti in continuità lungo i fondi vallivi principali, ma in genere ridotti a pochi metri di spessore. Alcuni depositi di sabbie e ghiaie pleistoceniche, sospesi di m sull attuale pianura di esondazione, si osservano occasionalmente lungo le due Bormide, in valle Erro, e non risultano dalla cartografia ufficiale (Tropeano, 1989). Per analizzare la geomorfologia delle valli della Bormida di Millesimo e della Bormida di Spigno occorre fare delle osservazioni a scala più piccola confrontando e cercando di correlare la morfologia dei due bacini con quella di altri bacini evolutisi nella zona (principalmente quelli del Belbo, del Rea e del Medio Tanaro). Tali bacini costituiscono una zona denominata Alta Langa che è un area collinare del Piemonte meridionale compresa fra il Tanaro, l Erro, le Alpi Liguri e la Pianura di Alessandria. Nella media Valle Tanaro è possibile osservare la più completa successione di terreni quaternari affioranti nella regione, dai depositi fluviolacustri villafranchiani alle alluvioni attuali. Tramite l applicazione di metodologie paleopedologiche (Biancotti, 1981) si identificano e si dà una datazione relativa, a una serie di superfici terrazzate formatesi dal Pleistocene medio inferiore all Attuale. Dalla dislocazione dei terrazzi sui due versanti orografici della valle, dalla geometria dei meandri e dai caratteri del reticolo secondario è possibile individuare un erosione preferenziale del Tanaro, nella sua valle, sulla destra orografica, in atto almeno dall Olocene inferiore, forse dal Pleistocene superiore. Nel bacino della Bormida di Spigno sono ricostruibili più fasi erosive che hanno progressivamente inciso il fiume nella sua valle. Di queste, l ultima, olocenica, è ancora in atto ed assume i caratteri di un erosione regressiva. Il suo sviluppo, che per ora interessa la parte medio distale del bacino, ha determinato la genesi di solchi d erosione ad andamento calanchiforme sulle marne della Formazione di Rocchetta. Anche l analisi dei 27

26 parametri gerarchici del reticolo fluviale (Biancotti, 1981) conferma che attualmente il tratto di bacino in condizioni di più precario equilibrio corrisponde alla zona distale. Dal confronto tra alcuni parametri quantitativi (curva di durata delle pendenze locali, curva ipsografica, pendenza del profilo longitudinale dei corsi d acqua) calcolati per i principali bacini della zona ed esaminando le forme presenti nella regione, è possibile stabilire una connessione fra i diversi aspetti della dinamica geomorfologica dell Alta Langa. Alla genesi di un glacis del Pliocene superiore - Calabriano, secondo Biancotti (1981), è seguita una moderata erosione che ha creato una serie di valli trasversali, dirette SE NW, di cui attualmente si osservano alcuni relitti nelle selle d erosione troncanti gli spartiacque esterni e parte di quelli interni dei bacini idrografici, e nei terrazzi sviluppantisi in quota con le selle (fig. 11). Fig Evoluzione del sistema idrografico del Basso Piemonte (Biancotti & Cortemiglia, 1982). 28

27 Durante il Pleistocene si attiva un forte basculamento che determina una deviazione della direzione dei deflussi che, o per diversione, o per cattura, spostano il loro livello di base locale dalle pianure cuneesi a quelle alessandrine, a quote inferiori. Ne consegue un intensa fase di erosione regressiva che modella le valli nelle direzioni attualmente osservabili. Una terza fase erosiva, legata ad una ripresa del movimento tettonico, rimodella i bacini. Essa ha interessato integralmente il Bacino della Bormida di Spigno, è in atto nel Belbo e nella Bormida di Millesimo, ove non ha ancora modificato le testate. A sua volta essa è attiva nel Medio Tanaro e nel bacino della Rea. Una quarta fase è in atto nelle basse valli delle Bormide (Biancotti, 1981). Come già osservato, le colline delle Langhe occupano la vasta area compresa fra le pianure terrazzate del cuneese a Ovest, l Appennino e le Alpi Liguri a Est, le Alpi Liguri a Sud e le pianure di Asti e Alessandria a Nord. Di questa regione viene presa in considerazione la parte corrispondente all areale di affioramento del settore meridionale del Bacino Terziario Piemontese, percorsa, da E a W, dai fiumi Bormida di Spigno, Bormida di Millesimo, alto e medio Belbo, Rea ed un tratto del Tanaro. Gli aspetti geomorfologici o geodinamici di questa regione sono stati trattati da diversi Autori: SACCO (1917; 1942) descrive il fenomeno della cattura del Tanaro, del terrazzamento della pianura cuneese, dei terrazzi del Tanaro, dei meandri terrazzati del Tanaro fra Ceva e Carrù, in parte incisi nel settore più meridionale delle Langhe. Per quanto riguarda l ultimo argomento distingue sei ordini di superfici che si sarebbero formate dal Pleistocene inferiore all Olocene. PEOLA (1942) tratta della deviazione del Tanaro come conseguenza dell accumulo di depositi glaciali sbarranti il deflusso del fiume verso Torino. GABERT (1962) afferma che le colline delle Langhe derivano dallo smantellamento di un glacis villafranchiano. Secondo questo Autore alla genesi della forma è seguito un sollevamento generale della regione, caratterizzato nelle diverse aree da diversi gradienti d intensità. 29

28 CARRARO (1981) dimostra l esistenza di un grande sollevamento recente, interessante, in particolare, per quanto ci concerne, tutto il settore occidentale delle Langhe. Nello stesso lavoro collega all accentuato carattere differenziale del sollevamento sui due lati della flessura formante il margine sud - orientale dell'altipiano di Poirino la diversione del Tanaro all altezza di Bra. BIANCOTTI (1981 a) descrive le cuestas delle Langhe sud occidentali, forme in attiva evoluzione, derivanti dall erosione del reticolo ad andamento susseguente rispetto all aspetto giaciturale dei terreni sedimentari affioranti. Nello stesso lavoro tratta della cattura del fiume Belbo, fenomeno da mettersi in relazione al sollevamento recente della regione. Ipotizza inoltre che il movimento si sia realizzato tramite un basculamento. BIANCOTTI (1981 b) trattando della geomorfologia della Bormida di Millesimo, individua le tracce di una serie di fasi erosive succedutesi durante il Quaternario. Il basculamento inoltre, avrebbe determinato una deviazione generalizzata dei deflussi delle Langhe, che ad una primitiva direzione SE NW, verso la pianura cuneese, si sarebbero orientati successivamente in senso S N, verso la pianura alessandrina Il bacino della Bormida di Millesimo: La Bormida di Millesimo (fig. 12) costituisce, con la Bormida di Spigno, con cui confluisce a quota 163 m, il principale corso d acqua drenante le colline delle Langhe. Nasce a quota 821 m dalle Alpi Liguri, ad una distanza dal Mare Ligure di soli 11 km; dopo un percorso di circa 150 km confluisce nel Tanaro nella Pianura di Alessandria e quindi, indirettamente, nel Po. I terreni quaternari presenti nel bacino sono costituiti da alluvioni recenti ed attuali affioranti sui fondovalli della Bormida e dell Uzzone. Si tratta di coltri di scarsa potenza, a tratti mancanti nel talweg che, in questo caso, risulta direttamente impostato nel Terziario e nel Preterziario. Compaiono a tratti sui terrazzi più bassi costeggianti il fiume. 30

29 Appartengono al Quaternario anche i grandi depositi di frana presenti in particolare sul versante a franapoggio della Bormida. CARATTERI MORFOLOGICI DEL TERRITORIO: Considerando gli spartiacque il fiume Bormida attraversa gli affioramenti terziari con andamento conseguente a S e con andamento susseguente a N. Gli spartiacque principali, in pianta, assumono diverse orientazioni: quello occidentale è parallelo al corso del fiume, quello orientale passa da una direzione NS nella zona meridionale ad una SW NE, nella zona settentrionale; in profilo la loro forma corrisponde a lunghe dorsali omogenee lentamente degradanti verso N. L altezza media dello spartiacque orientale è di circa 50 m superiore di quella dello spartiacque occidentale. Le dorsali intermedie, in particolare quella dividente l Uzzone dalla Bormida di Millesimo, si pongono a quote intermedie rispetto alle esterne. Nell insieme tutte queste dorsali sono parte di uno stesso piano, immergente verso NW ed inclinato di 4 circa. Esso si collega a W con l analogo piano identificato nelle Langhe sud occidentali (Biancotti, 1981) e corrisponde alla superficie dell antico glacis villafranchiano delle Langhe (Gabert, 1962). Anche a E del Belbo, dunque, è possibile riconoscere un insieme di elementi residuali testimonianti questa forma successivamente demolita dall erosione lineare. Su tutti gli spartiacque, compresi quelli secondari, sono identificabili alcune zone più elevate, la cui quota, che non supera mai di m l altezza media di ciascuna dorsale, varia da 800 a 900 m. Hanno la forma di piccole colline tondeggianti e corrispondono all affioramento di litotipi meno erodibili. Altre zone, più depresse, corrispondono, secondo Biancotti (1981), ad altrettante selle d erosione incise di m rispetto alla quota media. Su ciascun spartiacque, da N a S, ne sono identificabili almeno due: Spartiacque occidentale C.le di Castino (531 m) C.le di Cravanzana (558 m) C.le Camerana (631 m) Spartiacque intermedio C.le Borgnetto (581 m) 31

30 Bergolo (602 m) Spartiacque orientale C.le di Denice (602 m) Pian Soave (632 m) Carretto (659 m) Fig Bacino del fiume Bormida di Millesimo (da Biancotti, 1981) 32

31 Correlando in pianta le selle è possibile individuare tre allineamenti circa NW-SE, quasi normali rispetto al tratto ortoclinale della Bormida (fig. 12). Su ciascun spartiacque le quote di queste forme diminuiscono da S verso N. In continuità con le selle d erosione ed in particolare alla testata delle valli laterali da esse discendenti, si sviluppa un I ordine di superfici pseudo orizzontali, le cui caratteristiche sono le seguenti: - sono particolarmente evidenti sui versanti a franapoggio, ad esposizione WSW, quindi sul bordo orientale del bacino e sul versante occidentale degli interfluvi intermedi; - anche se con estensioni minori, sono pure riconoscibili sui versanti a reggipoggio, sia su quello dell interfluvio Belbo Bormida, a W, sia su quello Bormida Tatorba di Monastero e Bormida Uzzone, sia, già fuori bacino, sul versante a reggipoggio della Bormida di Spigno; - sono collegate con due gradini a forte inclinazione al resto del versante: verso l alto alla sommità degli interfluvi, verso il basso ad un secondo ordine di superfici (Biancotti, 1981); - al di sopra delle forme in questione non sono riconoscibili con certezza depositi alluvionali, in genere affiorano direttamente i terreni terziari. Nell insieme pertanto si configurano come dei terrazzi, relitti di un antica superficie di scorrimento delle acque, con deflussi ESE WNW, sub - parallela, quindi, a quella del sistema Alto Belbo Rea riconosciuta nelle Langhe sud occidentali. Nella parte alta dei versanti e sugli spartiacque, esterni ed interni, sono quindi osservabili: a) forme residuali (dorsali) che permettono di ricostruire un glacis quasi sempre demolito; b) forme residuali (selle d erosione, terrazzi di I ordine) frutto di erosione fluviale. Esse permettono di riconoscere un antico reticolo, a direzione conseguente in tutta l area, normale quindi all attuale senso di deflusso principale (SN) (Biancotti, 1981). I VERSANTI (Biancotti, 1981): in corrispondenza all attuale tratto conseguente della Bormida, i versanti incisi nelle Formazioni Terziarie sono simili per inclinazione e forma. A N, ove la direzione del fiume è ortoclinale, i versanti sono asimmetrici. Sulla sinistra orografica il versante, a reggipoggio, è fortemente inclinato e percorso da un reticolo idrografico poco sviluppato. Sulla destra orografica, invece, il reticolo idrografico assume 33

32 uno sviluppo maggiore e si articola notevolmente: tutti i principali affluenti (Torrente Tatorba, Torrente Uzzone) confluiscono da destra. Il fenomeno si ripete per i bacini secondari diretti in senso ortoclinale: ad un versante a franapoggio più esteso, percorso da torrenti più gerarchizzati, si oppone un versante a reggipoggio, scosceso, percorso da un reticolo in cui prevalgono aste di I o al massimo di II ordine direttamente confluenti nel corso d acqua principale. Poiché il talweg degli affluenti di destra sale rapidamente in quota la lunghezza dei versanti di queste valli laterali risulta molto inferiore rispetto a quella della valle principale. Sul versante a franapoggio di quest ultima sono osservabili alcune forme di notevole interesse. Esse sono (fig. 13): a) frane di scivolamento interessanti la parte superficiale del versante. Si sviluppano in particolare in corrispondenza delle alternanze di marne ed arenarie della Formazione di Cortemilia, b) scorrimento verso valle di interi settori del versante. Come già le frane di scivolamento, anche questi movimenti si localizzano soprattutto nelle zone di affioramento della Formazione di Cortemilia. Il piano di scorrimento è posto a maggiore profondità che non nel caso precedente ed è sottolineato, là dove visibile, da deformazioni degli strati marnosi cui si alternano fratture dei banchi arenacei. Tali deformazioni si ripetono a livelli diversi in tutta la massa scivolata. c) successione di gradini lungo il versante, la cui spianata presenta una inclinazione coincidente con la stratificazione, fra loro collegati da scarpate subverticali troncanti gli strati. Costituiscono una forma comune a molte aree dei versanti a franapoggio e danno luogo a lunghe dorsali degradanti irregolarmente verso il talweg, alternantesi alle incisioni delle valli laterali. Le spianate dei gradini corrispondono ad altrettanti piani di scivolamento, le scarpate a zone di stacco dal versante degli strati arenacei fratturati. Le cause determinanti la morfologia descritta possono essere ricondotte ad una successione di frane di scivolamento mobilizzatesi in momenti successivi dall alto verso il basso del versante in presenza di un reticolato idrografico in forte erosione (Biancotti, 1981). Il perdurare dell erosione dei corsi d acqua ha provocato il ripetersi del fenomeno in più fasi, ed a quote sempre più basse, fino a determinare la forma del versante attualmente 34

33 visibile. Anche oggi in varie parti delle Langhe, là dove la dinamica fluviale è particolarmente attiva, sono comuni le frane di scivolamento interessanti la parte bassa del versante, a contatto con il talweg, e determinanti, in queste zone, morfologie a gradino. Versante a reggipoggio Settore scivolato a valle Nicchia di stacco Piano di scivolamento Accumulo di frana Strati arenacei Strati marnosi Fig Modelli di evoluzione dinamica del versante a franapoggio (Biancotti, 1981). 35

34 Alla base dei tipi di pendio ora descritti non esiste accumulo. Ciò, da un lato, è la conferma della progressività del fenomeno, tale da determinare per ciascuna fase depositi di ridotto volume e quindi facilmente asportabili; dall altro presuppone una notevole capacità d erosione e di trasporto del corso d acqua, condizione per altro tipica di un reticolo in forte incisione. Anche oggi sono ricorrenti nella Bormida piene disastrose, caratterizzate da portate notevoli e da intensa erosione lungo l asta fluviale, l ultima si è verificata nel Novembre Tutte queste forme descritte indicano un evoluzione del versante estremamente attiva in tempi attuali e medio recenti: le forme non sono obliterate o smantellate da fenomeni di accumulo o d erosione successivi alla loro genesi. Se le principali cause intrinseche predisponenti sono di tipo litologico, la causa determinante è dovuta all incisione particolarmente rapida ed intensa del corso d acqua. Sul versante a reggipoggio i fenomeni descritti non si manifestano. E invece riconoscibile un II ordine di terrazzi, le cui quote aumentano progressivamente da valle verso monte, dai 313 m del vasto ripiano a NW di Bubbio, fino a 550 m del Pian della Noce. Nel complesso le superfici dei terrazzi costituiscono le forme residuali testimonianti un antico fondovalle successivamente inciso, ma orientato nella stessa direzione dell attuale. La presenza di forme così diverse sui due lati del fiume nel tratto di valle ortoclinale è particolarmente indicativa. La dinamica del versante a franapoggio, attiva ed attuantesi tramite grandi e ripetuti scivolamenti, ha demolito la superficie di II ordine; sul versante a reggipoggio, ove la giacitura non è causa predisponente di analoghi movimenti di massa, i terrazzi si sono conservati. Nel tratto di valle cataclinale anche sulla destra orografica vengono a mancare le condizioni necessarie al manifestarsi di fenomeni di scivolamento: i terrazzi sono presenti su tutti e due i versanti. Come si è detto, il dislivello tra i terrazzi ed il fondovalle diminuisce progressivamente da valle verso monte (fig. 14) e tende ad annullarsi. Tale convergenza può essere diversamente interpretata. Il raccordo di ciascun terrazzo con il fondovalle è dato da una scarpata determinata da crolli conseguenti l erosione al piede; il gradino è netto nel tratto di valle ortoclinale, più dolce in quello cataclinale. Il collegamento graduale scarpata superficie del terrazzo e la 36

35 stessa forma arcuata della superficie è causata dall erosione attiva nelle valli laterali intercalate, e risalente verso i bordi dei terrazzi. Fig Profilo rettificato del fiume Bormida di Millesimo e del fiume Uzzone (da Biancotti, 1981). IL TALWEG E LA FASCIA PIU BASSA DEI VERSANTI (Biancotti, 1981): fra Monesiglio e la confluenza con la Bormida di Spigno, fra quota 350 m e 163 m e per una lunghezza di circa 55 km, lungo la fascia più bassa dei versanti si evidenzia un terzo ordine di terrazzi. Il loro dislivello rispetto al talweg varia dai m nella zona di Monastero Bormida e Bubbio, presso la conluenza con la Bormida di Spigno, ai 10 m nella zona di Monesiglio. A sud di questa località il III ordine di terrazzi scompare. Le superfici sono parzialmente ricoperte di alluvioni. I suoli presenti sono bruni sulle alluvioni, bruno rossicci ove il terreno, in assenza di coltre alluvionale, si sviluppa direttamente dall alterazione delle marne della Formazione di Cessole. La loro potenza non supera mai cm. Caratteristica comune a tutti i suoli è la presenza di un orizzonte B arricchito d argilla. Sui suoli direttamente sviluppatisi sulle marne, negli orizzonti B e C del profilo, sono presenti spalmature ferro manganesifere denotanti fenomeni di idromorfia e legati alla scarsa permeabilità del substrato. 37

36 La lisciviazione ed i fenomeni di idromorfia, dato l attuale ambiente bioclimatico dell area, sono indizio di un esposizione prolungata agli agenti atmosferici. Nei suoli non si riconoscono tuttavia i caratteri tipici dei paleosuoli evolutisi anteriormente alla glaciazione würmiana. Si può pertanto concludere che la pedogenesi in questione ha avuto inizio nell Olocene. Le superfici sono collegate al talweg con una scarpata fortemente inclinata ed assumente valori vicini a 90 sulle rive concave dei meandri che costituiscono, sul fondovalle, l alveo della Bormida. Queste forme, a differenza dei terrazzi del II ordine, compaiono su tutti e due i versanti anche nel tratto ortoclinale della valle, seppure con maggiore frequenza e continuità su quello sinistro a reggipoggio. L alveo della Bormida presenta i seguenti caratteri: - zone in cui nel talweg affiorano i sedimenti terziari si alternano a tratti in cui il fiume scorre in alluvioni, la cui potenza ed estensione è sempre molto limitata: anche nel tratto terminale della Bormida, prima della confluenza con la Bormida di Spigno ove le alluvioni occupano aree più estese del fondovalle, nell alveo affiorano a tratti le marne della Formazione di Cessole; - tutto il reticolo secondario è in erosione, negli alvei affiorano direttamente le rocce del Terziario. Solo nel tratto distale dei principali affluenti, in particolare l Uzzone ed il Tatorba di Monastero, alla confluenza con la Bormida, si depositano coltri alluvionali poco potenti; - andamento a meandri; fra Vesime e Monesiglio, nel tratto intermedio del bacino, i meandri sono incassati. Inoltre la parte più bassa dei versanti, fra l alveo e i terrazzi di III ordine, si presenta simile sui due lati della valle anche nel suo tratto ad orientazione ortoclinale. Il profilo rettificato del corso d acqua si conforma in una curva piuttosto complessa caratterizzata da vistose convessità e da zone concave. Dall osservazione diretta in campagna ai tratti convessi sul profilo rettificato corrispondono in alveo zone in erosione, ai tratti concavi sul profilo corrispondono i depositi alluvionali (Biancotti, 1981). Partendo dalla confluenza con la Bormida di Spigno e risalendo il corso del fiume, una prima convessità si forma a valle della confluenza dell Uzzone. 38

37 La seconda convessità compresa tra gli abitati di Gorzegno e di Monesiglio, coincide con una zona del fondovalle profondamente incassata e ridotta al puro canale di scorrimento in cui affiorano i sedimenti terziari. La terza convessità, meno netta ed interessante un tratto di talweg proporzionalmente più lungo, si forma subito a S del contatto tra le Formazioni del Terziario e del Preterziario. In conclusione, sul fondovalle della Bormida i fenomeni di maggiore interesse sono: - un azione erosiva in atto prevalente sulla sedimentazione; - la presenza di meandri, che assumono la fisionomia di meandri incassati nel tratto intermedio del bacino; - lo sviluppo di un III ordine di terrazzi, presenti solo nella parte distale del bacino; - l alternanza, lungo il profilo rettificato, di tre convessità ben evidenti con quattro zone di concavità. In corrispondenza della seconda convessità scompare il III ordine di terrazzi. Dallo studio della gerarchizzazione del reticolo (Biancotti, 1981), si osserva che il bacino, estremamente allungato in senso S N, è caratterizzato per vaste aree, dalla costanza sia di alcuni parametri del reticolo, sia di altri di tipo ambientale. In particolare per tutta la superficie corrispondente all areale di affioramento del Terziario, l ordine del corso d acqua principale si mantiene costante (VI ordine). Altrettanto omogenei sono i tipi litologici affioranti nel talweg e lungo il versante: ciò è dovuto al rapporto fra la giacitura delle formazioni sedimentarie e la direzione dell asta principale. Nella valle principale anche la vegetazione che riveste il pendio ed il tipo di uso del suolo in atto, non presentano sulle rocce Terziarie differenze significative: l arativo, il vigneto, il prato ed il bosco occupano la superficie topografica in proporzioni pressoché costanti. LE CONDIZIONI EVOLUTIVE DEL BACINO: dagli studi effettuati sui caratteri morfologici e dai dati ricavati dallo studio sui parametri della gerarchizzazione del reticolo idrografico, si può concludere che l area è stata interessata, dall Emiliano all Attuale, da una serie di fasi erosive successive. 39

38 Prima fase: Consiste nell erosione del glacis villafranchiano (Biancotti, 1981), dovuta ad un reticolo idrografico la cui direzione principale di deflusso è orientata in senso SSE NNW. Le forme residuali testimonianti questa fase sono le selle d erosione incidenti gli spartiacque ed i terrazzi del I ordine, corrispondenti al fondovalle dei corsi d acqua postvillafranchiani. Questi elementi morfologici, individuanti le direzioni di scorrimento, sono disposti secondo più allineamenti, grosso modo paralleli ed a quote diverse: più elevati i meridionali, più bassi i settentrionali. Ciò può fare pensare ad un progressivo spostamento del reticolo verso N. E da notare che l orientazione del paleoreticolo individuato è parallela a quella del sistema Alto Belbo Rea precedente la cattura del Belbo nelle Langhe sud occidentali (Biancotti, 1981). Nel bacino non esistono elementi che permettano una datazione certa di questa fase. Possiamo solo dire che è posteriore al Pliocene superiore - Calabriano, momento di genesi del glacis (Biancotti, 1981). Seconda fase: Il corso della Bormida si orienta nella direzione attuale. Causa della diversione potrebbe essere un movimento tettonico (si ipotizza un basculamento), comportante un sollevamento differenziale dell intera regione delle Langhe. A seguito del sollevamento, più pronunciato a SSW, meno a NNE, su una superficie appena incisa dalla I fase erosiva, il corso d acqua si orienta verso N. Il livello di base provvisorio si sposta dalle pianure del Piemonte sud occidentale a quelle del Piemonte sud orientale, più a valle ed a quota minore. Il sollevamento ed il riferimento ad un nuovo livello di base più basso provocano un intensa erosione regressiva, che incide il talweg fino a portare il fondovalle al livello della superficie del II ordine di terrazzi. Fino a questo momento non sono stati rinvenuti elementi che permettano di datare direttamente questa fase. 40

39 Per analogia con quanto osservato nel Bacino del Belbo essa potrebbe essere posta fra il Pleistocene superiore e l inizio dell Olocene (Biancotti, 1981). Terza fase: Una nuova, intensa, fase erosiva incide il talweg, evidenzia i terrazzi di II ordine e stabilizza il fondovalle al livello della superficie del III ordine di terrazzi. L attività in questione è relativamente recente: la franosità in atto e le forme testimonianti l intensa dinamica del versante, dimostrano che l equilibrio talweg pendio non è ancora raggiunto. Inoltre l esistenza della terza convessità, la variazione dell assetto gerarchico del reticolo idrografico a valle e a monte di questo tratto di talweg, la scomparsa, sempre in coincidenza con la terza convessità, del II ordine di terrazzi, fa pensare che l erosione regressiva non abbia ancora interessato la testata del bacino. L evidente differenziazione dei caratteri geomorfologici e di gerarchizzazione potrebbe essere attribuita anche all interferenza di tipi litologici profondamente diversi: considerando che in corrispondenza della terza convessità si passa dall areale di affioramento delle rocce sedimentarie del Bacino Terziario Piemontese a quelle cristalline del Massiccio di Calizzano. Le stesse fenomenologie descritte nella valle principale si osservano però anche nella parte alta del bacino dell Uzzone, ove il substrato non subisce variazioni. Ciò fa propendere per l attribuzione dei fenomeni descritti a cause morfodinamiche e non litologiche. La terza fase erosiva è dovuta ad una ripresa del sollevamento relativo, collegata, probabilmente, con fenomeni di subsidenza del bacino dell Alessandrino. Sui terrazzi del II ordine non esistono suoli databili. Dalle analogie con l evoluzione del Tanaro e da quanto si desume da altri studi sulle Langhe (Carraro, 1981), si può pensare che l erosione conosca il momento di massima intensità dopo l ultima glaciazione, erosione che è ancora attiva sui versanti ed alla testata del bacino. La forma dei terrazzi di II ordine fa pensare che i meandri attuali siano ereditati e che fra la seconda e la terza fase un periodo di stasi del movimento tettonico abbia permesso al Fiume Bormida di assumere un andamento meandriforme. Il rapido procedere dell incisione successiva avrebbe determinato l incassamento dei meandri. 41

40 E possibile però che abbia contribuito a determinare questo assetto l intensa dinamica del versante, in particolare di quello a franapoggio, che è stata provocata dall incisione del talweg durante la terza fase. L accumulo di materiali sulla fondovalle potrebbe avere provocato, in momenti diversi, la creazione di una serie di sbarramenti ed imposto successive deviazioni dell alveo. Pare avere questa origine la grande ansa circoscrivente la base del settore di versante scivolato in corrispondenza all abitato di Perletto (Biancotti, 1981). Quarta fase: Nella parte distale del bacino, fra la confluenza con la Bormida di Spigno e la seconda convessità, esistono evidenti indizi di un ulteriore fase erosiva in atto risalente verso monte. Ne sono prova i terrazzi del III ordine, collegantisi al fondovalle in corrispondenza della seconda convessità e gli altri fenomeni morfologici legati all attività dinamica del versante. Tale fase, oltre che la creazione dei terrazzi del III ordine, su cui si sono sviluppati suoli a pedogenesi recente, ha provocato l ulteriore incassamento dei meandri. Sui versanti della bassa valle, per il rapido susseguirsi delle ultime due fasi, i fenomeni gravitativi determinati dall una e dall altra si confondono. Anche nelle basse valli contigue con quelle della Bormida di Millesimo esistono indizi di una fase erosiva in atto: ad esempio nella Bormida di Spigno si manifesta, sul profilo rettificato, una convessità corrispondente alla seconda convessità della Bormida di Millesimo (Biancotti, 1981) Il bacino della Bormida di Spigno: Il bacino (fig. 15), fortemente allungato in senso S N, ha una superficie di km 2. La sua parte prossimale è impostata nelle Alpi Liguri, quella distale nell estremo settore orientale delle Langhe. La posizione dell area, nel complesso periferica rispetto al Bacino Terziario Piemontese, fa si che in essa affiorino, oltre ai litotipi sedimentari cenozoici, terreni più antichi, mesozoici, permiani e carboniferi. 42

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42 Fig Bacino della Bormida di Spigno: schema geologico semplificato. Legenda: Quaternario, 1 Alluvioni Attuali e Recenti; Terziario, 2 Formazione di Cortemilia (Aquitaniano-Langhiano); 3 Formazione di Rocchetta (Oligocene superiore-aquitaniano); 4 Formazione di Monesiglio; 5 Formazione di Molare; 6- Preterziario (da Biancotti, 1981). LA FORMA DEL FONDOVALLE ED I TERRAZZI (Biancotti, 1981): L asta principale del bacino nasce dalle Alpi Liguri, a quota 821 m, con il nome di Bormida di Mallare. 44

43 All altezza dell abitato di San Giuseppe in essa confluisce la Bormida di Pallare ed il fiume assume il nome di Bormida di Spigno I due rami di Mallare e Pallare, che formano la testata del bacino, drenano i terreni preterziari. A N della confluenza il corso d acqua, che ora scorre in terreni terziari in netta prevalenza, meandrizza. Dopo circa 50 km di percorso si unisce alla Bormida di Millesimo. Le caratteristiche dei meandri, e la forma del fondovalle, varia in rapporto ai litotipi affioranti. Sulle marne della Formazione di Rocchetta e sui conglomerati della Formazione di Molare il talweg si allarga, il fiume scorre in alluvioni, i meandri sono liberi. Sulle alternanze marnoso arenacee della formazione di Cortemilia, e nei brevi tratti in cui sul fondovalle affiorano i calcescisti e le metaofioliti del Gruppo di Voltri, il talweg si restringe, i meandri scorrono profondamente incassati nella roccia in posto, il fiume è in evidente erosione. Sul profilo longitudinale del fiume sono identificabili, dalla foce alla sorgente, tre tratti concavi alternati a due convessità (fig. 16). La prima convessità si forma dopo la confluenza del Torrente Valla e presenta il punto di massima curvatura in coincidenza con il passaggio dalle zone di affioramento della Formazione di Rocchetta a quelle della Formazione di Cortemilia. E probabile che concorrano a definire tale assetto del talweg sia l apporto nella valle principale ed il deposito del trasporto solido del Torrente Valla, sia l alternanza dei litotipi (Biancotti,1981). 45

44 Fig Profilo longitudinale del Fiume Bormida di Spigno e del Torrente Valla (da Biancotti, 1981). Ben più evidente è la seconda convessità, cui corrisponde nel Valla, un flesso analogo. In questi tratti nei due alvei affiorano i calcescisti e le metaofioliti. In coincidenza con le convessità i meandri si incassano, il fondovalle si restringe, il fiume erode. L insieme di questi fenomeni è più evidente in corrispondenza alla seconda convessità. A cominciare dalla confluenza con la Bormida di Millesimo e procedendo verso sud, ai primi due tratti concavi corrispondono i meandri liberi, il fondovalle si allarga ed il fiume deposita. A prima vista, dunque, il profilo longitudinale del corso d acqua, sulle rocce Terziarie, appare come una successione di tratti in pendenza di equilibrio: le convessità si sviluppano sui litotipi più resistenti all erosione, le concavità su quelli meno resistenti (Biancotti, 1981). Alla testata del fiume, ove affiorano i graniti, le migmatiti e gli altri litotipi paleozoici, evidentemente più resistenti all erosione dei sedimenti terziari, il profilo longitudinale è concavo. Lungo la parte bassa dei versanti, dalla foce fino alla seconda convessità, si sviluppa una serie di superfici pianeggianti, progressivamente, da valle a monte, meno sospese sul fondovalle. 46

45 Le superfici sono coperte da sottili coltri discontinue di detrito di falda e di alluvioni. Su di esse si sviluppano suoli alluvionali o suoli bruni giovani poco evoluti, prodotti da un processo pedogenetico certamente posteriore all ultima glaciazione. Nel complesso le superfici sono interpretabili come terrazzi fluviali di genesi olocenica (III ordine). Nella parte medio alta dei versanti è possibile individuare un secondo ordine di terrazzi, in parte erosi e riconoscibili in particolare nelle zone di affioramento dei calcescisti e delle metaofioliti, sui versanti formati dalle alternanze marnoso arenacee della Formazione di Cortemilia, ove la giacitura è a reggipoggio. Come per la Bormida di Millesimo sono riconoscibili incise nella lunga dorsale orientata S N, formante lo spartiacque sinistro del bacino, da S a N, tre selle d erosione fluviale colleganti il bacino della Bormida di Spigno con il bacino della Bormida di Millesimo. Queste forme, e le superficie sviluppatesi alla stessa quota (terrazzi di primo ordine), sono state interpretate (Biancotti, 1981 b), come tracce di un antico reticolo idrografico diretto in senso E W, quasi ortogonale, quindi, con l attuale deflusso principale del bacino. I VERSANTI (Biancotti,1981): Sulle rocce del Terziario l asse vallivo è diretto SSW NNE. Sui versanti le forme appaiono condizionate dai litotipi affioranti. Anche altri fattori intervengono però ad interferire con il modellamento delle forme. Nella parte settentrionale del bacino affiora su ambedue i versanti la Formazione di Cortemilia. Sulla destra orografica, ove prevalgono le condizioni di giacitura a franapoggio, si manifestano frane di scivolamento di cui l alternanza di marne ed arenarie costituisce un evidente causa predisponente. La meccanica di tali frane è già stata accennata nel paragrafo precedente relativo alla Bormida di Millesimo. E da rilevare che la dinamica del versante su questi litotipi nella Bormida di Spigno è meno attiva che nella Bormida di Millesimo. In particolare non sono individuabili fenomeni di scorrimenti di settori di versante né versanti a gradinata (Biancotti, 1981 b). Sui tratti di versante a reggipoggio prevalente, quindi in particolare sulla sinistra orografica, i corsi d acqua secondari incidono profondamente il pendio dando origine ad un reticolo con un basso numero di aste poco o per nulla gerarchizzate. 47

46 Il paesaggio cambia repentinamente in corrispondenza delle marne della Formazione di Rocchetta, affioranti più a S: i versanti sono profondamente incisi da solchi d erosione ad aspetto calanchiforme. Queste forme si sviluppano nel tratto di bacino a cui corrisponde la parte di talweg compresa tra la prima e la seconda convessità. Biancotti (1981), studiando la gerarchizzazione del reticolo idrografico, ha osservato che la disorganizzazione del reticolo cresce da S a N, con una pausa in corrispondenza alle formazioni calanchive delle marne oligocenico aquitaniane (Formazione di Rocchetta). Confrontando i dati calcolati per la Bormida di Spigno con quelli analoghi della Bormida di Millesimo l Autore giunge alla conclusione che tutto il bacino della Bormida di Millesimo, la testata in particolare, risulta in una situazione di minore conservatività della Bormida di Spigno. IPOTESI SULL EVOLUZIONE DEL BACINO (Biancotti, 1981): Il bacino è stato interessato dal Pleistocene inferiore, periodo in cui termina la genesi del glacis delle Langhe, all Attuale, da più fasi erosive. Gli indizi delle prime simili e coincidenti con quelli visti per il bacino della Bormida di Millesimo, possono essere così riassunti: - nel Pleistocene medio il glacis è stato inciso da un reticolo diretto SSE NNW, che ha creato le selle d erosione incidenti lo spartiacque sinistro; - dal Pleistocene superiore all Olocene, per sollevamento differenziale dell area, il senso dei deflussi ha subito una diversione verso N dirigendosi dalla pianura cuneese alla pianura alessandrina. Il sollevamento e la variazione del livello di base ha provocato una nuova fase erosiva che ha evidenziato i terrazzi più alti, sospeso le selle d erosione e portato il fondovalle della Bormida di Spigno a livello del secondo ordine di terrazzi; nella pausa che è seguita il fiume ha meandrizzato; - nell Olocene una ripresa del sollevamento ha provocato una nuova erosione: si sono formati i terrazzi di secondo ordine, i meandri si sono incassati, il talweg si è inciso fino al livello di base formato dal terzo ordine di terrazzi nella parte distale del bacino. In corrispondenza alla II convessità del profilo longitudinale della Bormida si verifica una serie di variazioni nell assetto geomorfico del bacino: a N del flesso esistono i terrazzi di terzo ordine e si formano i calanchi; l incisione delle aste fluviali è attiva. A sud i terrazzi scompaiono, i solchi calanchiformi si obliterano, l incisione verticale è meno evidente: si 48

47 può concludere che a valle della II convessità è in atto un processo erosivo esteso ai versanti. Il fenomeno non si manifesta a monte. Sulla formazione di Cortemilia secondo uno schema proposto da Biancotti (1981 b) la franosità di scivolamento ha disorganizzato il reticolo precedente facendolo regredire. Il processo erosivo alla base dei processi descritti è recente, com è dimostrato dai suoli evolutisi sui terrazzi di III ordine. Dall attività di incisione dei talweg si può affermare che è tuttora in atto. 49

48 5 - MODALITA DI STUDIO: 5.1 GENERALITÀ: Lo studio geomorfologico (descrizione e interpretazione delle forme del territorio) è stato condotto attraverso l interpretazione delle foto aeree abbinato al rilevamento diretto sul territorio. Questo ha permesso di correlare, verificare e soprattutto integrare continuamente i dati che di volta in volta venivano osservati. Terminati i lavori, fotointerpretativo e del rilievo di campagna, si è proceduto con la restituzione cartografica dei dati utilizzando un sistema CAD ed una base topografica digitale fornita dalla Regione Piemonte. 5.2 INTERPRETAZIONE DELLE FOTO AEREE: Lo studio delle foto aeree è stato preceduto da un sopralluogo preliminare sul territorio oggetto di studio per osservare direttamente i caratteri morfologici più salienti delle valli come l evidente asimmetria dei versanti e la presenza di superfici subpianeggianti poste a quote differenti. L esame stereoscopico dei fotogrammi si è svolto inizialmente a piccola scala utilizzando uno stereoscopio di tipo ottico tradizionale e successivamente usufruendo di una strumentazione digitale che ne ha permesso un analisi di maggior dettaglio. La fotointerpretazione digitale del territorio è avvenuta utilizzando il programma Stereo View 300 prodotto dalla Menci Software di Arezzo e distribuito dalla Nikon (finestra 1). Questo ha permesso, oltre ad analizzare il modello stereoscopico con maggior dettaglio usufruendo di una serie di ingrandimenti interni, di poter lavorare direttamente sul modello stereoscopico tridimensionale disegnando le diverse morfologie riscontrate e di poterle esportare tramite un file grafico su un programma CAD per l elaborazione finale. 49

49 Finestra 1 - Finestra di lavoro del programma Stereo View 300. Quest ultimo passaggio può avvenire in quanto il modello stereoscopico, cioè il modello tridimensionale ottenuto dalla sovrapposizione di due foto aeree consecutive, viene georiferito indicando sui fotogrammi, almeno tre punti di coordinate note che un algoritmo specifico del programma elabora creando un modello stereoscopico finale quotato e georiferito in ogni suo punto. Le forme geomorfologiche evidenziate sul modello dall operatore, in questo modo, assumono automaticamente un carattere vettoriale con la stessa georeferenziazione dei fotogrammi e della carta topografica digitale utilizzata. Le foto aeree utilizzate sono relative al volo effettuato sul territorio regionale l 11 novembre 1994 dalla ditta CGR (Compagnia Generale Riprese aeree) di Parma per conto della Regione Piemonte a seguito dell evento alluvionale verificatosi nei giorni 5-6 novembre

50 I fotogrammi utilizzati sono 18 e appartengono alle strisciate 44A e 45A. Con le foto della strisciata 44A, comprese tra la 5117 nella quale ricade in parte il comune di Vesime e la 5125 che evidenzia il comune di Bistagno, e quelle della strisciata 45A comprese tra la 5140 a cui appartiene il comune di Ponti e la 5148, sono stati realizzati 16 modelli stereoscopici che ricoprono per intero i 120 km 2 rappresentati nella carta geomorfologica. 5.3 RILIEVI DI CAMPAGNA: Come detto il rilevamento di campagna è stato complementare allo studio fotointerpretativo. Lo scopo principale è stato quello di individuare sulle superfici subpianeggianti (presumibilmente riconducibili a terrazzamenti fluviali), un effettiva natura alluvionale dei terreni ivi presenti. Le diverse caratteristiche riscontrate nelle alluvioni e le quote alle quali sono state ritrovate hanno permesso di correlare con discreta attendibilità i terrazzi fluviali posti fino ad una quota di circa 300 m. A quote superiori sono state individuate delle forme presumibilmente riconducibili ad una pregressa dinamica fluviale (descritte successivamente come selle e paleosuperfici di spianamento) senza però riscontrare tracce di depositi alluvionali. Durante la campagna di rilevamento avvenuta nell estate inverno 2000 sono stati rilevati altri elementi importanti quali: gli orli di terrazzo, le selle, le frane e gli affioramenti del substrato situati in prossimità dei terrazzi ed in qualche caso particolare gli spessori delle alluvioni. Gli orli descrivono dislivelli diversi in funzione dei terrazzi esaminati e risultano spesso mal conservati e obliterati dai successivi processi di smantellamento realizzati sui versanti. 51

51 Sul fondovalle, dove sulle alluvioni attuali degradano spesso le alluvioni più antiche, gli orli stessi rappresentano spesso l unico elemento di distinzione tra i due eventi e vengono descritti come gradini morfologici. Sul terreno sono state individuate e correlate visivamente un buon numero di selle i cui allineamenti, alcune volte, riconducibili a discontinuità tettoniche, vengono interpretati come probabili paleoalvei vista la loro direzione subparallela all andamento della valle. Questa ipotesi viene accreditata da alcune osservazioni fatte da Cortemiglia e Biancotti (1999) sull evoluzione del reticolo idrografico del Piemonte meridionale (fig. 11 pag. 28). Il rilevamento dei movimenti franosi è stato limitato ad una verifica locale realizzata in prossimità dei terrazzi fluviali. Le frane, inserite nella Banca Dati Geologica della Regione Piemonte come attive o quiescenti, sono presenti in modo più marcato sui versanti a franapoggio, e sono riconducibili essenzialmente a movimenti gravitativi per scorrimento planare (o scivolamento planare). Le zone in cui vengono osservati gli spessori dei depositi alluvionali sono spesso coincidenti con incisioni verticali dovute all approfondimento del reticolo idrografico. Su tali affioramenti le alluvioni risultano deposte in discontinuità angolare sui terreni Terziari (figura 17). 52

52 Fig Depositi alluvionali in discordanza angolare con il substrato Terziario (disegno schematico). 5.4 RESTITUZIONE GRAFICA DEGLI ELABORATI: Le forme geomorfologiche individuate sulle foto aeree e rilevate sul terreno sono state restituite su una base topografica costituita dalla Carta Tecnica Regionale Numerica (CTRN) (Sezioni Cessole, Bubbio, Bistagno, Vesime, Monastero Bormida, Ponti ) riprodotta alla scala 1: L elaborazione grafica della carta geomorfologica è stata effettuata mediante CAD tridimensionale (Bentley Microstation J) (finestra 2) rispettando la georeferenzazione in coordinate Gauss Boaga intrinseca nella cartografia numerica di base. 53

53 Finestra 2 - Finestra di lavoro del CAD tridimensionale utilizzato (Microstation J Bentley). Sono state realizzate due sezioni geologiche (carta geomorfologica allegata) e 8 profili topografici (tavola allegata) sui quali sono state evidenziate le morfologie analizzate. 54